地表面的实际平均温度约为300K（开尔文温度单位），对流层大气的平均温度约为250K。在这样的温度条件下，地面和大气的辐射能主要集中在3—120微米的波长範围内，均为肉眼所不能看见的红外辐射。这比太阳辐射的波长(0.15—4微米)要长得多。因此,气象学上把地面和大气的辐射称为长波辐射。

地面长波辐射大部分被云体和大气层吸收，一小部分透过大气层直射太空；大气（包括云）同时也向太空放出长波辐射，这两者之和组成由地气系统进入宇宙空间的热辐射就统称为地球辐射。它表示地气系统由于放出热辐射而冷却。在地球辐射中，由地面向上发射的长波辐射称为地面辐射或地面射出辐射，大气发射的长波辐射称为大气辐射，大气向下发射的长波辐射称为大气逆辐射。地球辐射的辐射源是地球，其波长範围约为4～120微米，为长波辐射。辐射能量的99%集中在3微米以上的波长範围内。地球辐射的最强波长约为9.7微米。

长波辐射是波长大于4μm的辐射，它只有热效应，也称为热辐射。由于地面和大气的温度远比太阳温度低（200－300k），所以地面和大气发射能量的绝大部分（99%）是波长为4－40μm範围内的长波辐射。

长波辐射

一、地面辐射（surface radiation）

地面日夜不停地发射长波辐射，称为地面辐射。以L0表示地面辐射通量密度。 大气中的水汽、云和二氧化碳能吸收地面辐射通量的75%以上。

二、大气辐射（atmospheric radiation）

大气也是辐射体，它向外发射出长波辐射，称为大气辐射。大气发射或吸收长波辐射的主要成分是水汽和二氧化碳。 伊沙和杰克逊根据史蒂芬波尔兹曼定律，提出了一个计算大气辐射通量密度的公式。 大气辐射朝向四面八方，其中向下的部分称为大气逆辐射。它到达地面后，有很小一部分被地面反射，大部分被地面吸收，以Lα表示被地面吸收的大气逆辐射通量密度。大气逆辐射的强弱与大气层的温度、湿度、云量等因素有关。

地面的辐射能力，主要决定于地面本身的温度。由于辐射能力随辐射体温度的增高而增强，所以，白天，地面温度较高，地面辐射较强；夜间，地面温度较低，地面辐射较弱。理论和实践证明：物体的温度愈高，则辐射波长愈短；物体的温度愈低，则辐射波长愈长。

地面的辐射是长波辐射，除部分透过大气奔向宇宙外，大部分被大气中水汽和二氧化碳所吸收，其中水汽对长波辐射的吸收更为显着。因此，大气，尤其是对流层中的大气，主要靠吸收地面辐射而增热。

与太阳的短波辐射相比，长波辐射在大气的传播过程中有以下特点：

大气辐射

(1)辐射源：地球和大气。

(2)通过大气的任一平面射出具有各个方向的漫射辐射。

(3)大气对长波辐射的散射削弱作用极小，可以忽略不计(云和尘埃等大颗粒较多的情况除外)。因而研究长波辐射的时候，往往只考虑吸收作用，而忽略散射。

(4)大气削弱辐射的同时，也在放射辐射，有时甚至其放射的辐射会超出吸收的部分，因此必须将大气的放射与吸收同时考虑。长波辐射在大气中的传输是漫射辐射，是在无散射，但是既有吸收又有放射的介质中的传输。

在地球辐射中，由地面向上发射的长波辐射称为地面辐射或地面射出辐射，大气发射的长波辐射称为大气辐射，大气向下发射的长波辐射称为大气逆辐射。

(1)地面辐射(ground radiation)

地球表面在吸收太阳辐射的同时，又将其中的大部分能量以辐射的方式传送给大气。地表面这种以其本身的热量日夜不停地向外放射辐射的方式，称为地面辐射。

地面的辐射能力，主要决定于地面本身的温度。由于辐射能力随辐射体温度的增高而增强，所以，白天，地面温度较高，地面辐射较强;夜间，地面温度较低，地面辐射较弱。理论和实践证明:物体的温度愈高，则辐射波长愈短;物体的温度愈低，则辐射波长愈长。

(2)大气辐射(atmospheric radiation)

大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量，大气这种向外放射能量的方式，称为大气辐射。由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射。

(3)大气逆辐射 (atmospheric counter radiation)

大气辐射的方向既有向上的，也有向下的。大气辐射中向下的那一部大气辐射部分，刚好和地面辐射的方向相反，所以称为大气逆辐射。大气逆辐射是地面获得热量的重要来源。